西秦嶺郎木寺組火山巖鋯石U-Pb 年齡及其構造意義

冉亞洲，陳濤，梁文天，*，李陽，申琪，李傳志

（1.西北大學，大陸動力學國家重點實驗室，陜西 西安 710069；2.陜西國土測繪工程院有限公司，陜西 西安 710054；3.中國海洋大學，山東 青島 266100）

1 地質背景

秦嶺造山帶是分割中國大陸南北、經歷多期次造山作用而形成的復合型大陸造山帶（張國偉等，1995，2001；Dong et al.，2016）。它的形成至少經歷了前寒武紀造山帶結晶基底的形成、古生代—早中生代板塊構造體制下的俯沖-碰撞造山以及中新生代陸內造山等階段（王漢輝等，2023）。其中，印支期的碰撞造山作用對于秦嶺造山帶具有重要意義，不僅使得華南和華北陸塊發生最終拼合并形成了秦嶺的基本構造格架，也是秦嶺造山帶從碰撞造山向陸內造山轉換的重要階段（Dong et al.，2011；李平等，2023）。然而，關于秦嶺印支期碰撞造山的結束時間還存在較大爭議，主要體現在秦嶺晚三疊世巖漿作用形成的構造環境存在重要分歧（張成立等，2008；秦江鋒等，2010；王曉霞等，2011；Dong et al.，2012；Wang et al.，2013；Liang et al.，2015；Li et al.，2017，2019；Tao et al.，2021；李積清等，2021）。

印支期隨著勉略洋的關閉，秦嶺造山帶發生全面碰撞造山過程（Li et al.，2007；Dong et al.，2011）。強烈的造山作用引發了廣泛的巖漿作用，形成大量的花崗巖。這些花崗巖廣泛分布在秦嶺造山帶的各個構造單元內，多呈巖體和巖體群形態展布，主要包括中川巖體群、寶雞巖體群、糜署嶺巖體群、東江口巖體群、五龍巖體群、光頭山巖體群。值得注意的是，前人關于秦嶺晚三疊世巖漿作用構造環境的探討主要集中在花崗巖（侵入巖），而少有火山巖（噴出巖）方面的相關研究。一方面是由于秦嶺地區大量晚三疊世花崗巖的發育和出露同時期的火山巖分布有限；另一方面則是因為早期研究受到火山巖定年手段的限制。近年來，一些研究表明西秦嶺地區分布了較多的印支期火山巖（孫延貴等，2001；黃雄飛等，2013；田絨，2020）。因此，它們是探討印支期火山巖形成階段區域構造環境的重要對象。

西秦嶺火山巖主要出露于共和-貴德-同仁-夏河一帶以及合作東部的德烏魯和若爾蓋等地區，向西與鄂拉山三疊紀巖漿巖帶相連（閆臻等，2012）。其中，若爾蓋火山巖分布在甘肅瑪曲-迭部一帶，具有島弧火山巖的地球化學特征（曾宜君等，2009），可能代表了島弧-活動大陸邊緣構造環境。該套火山巖由郎木寺組和財寶山組構成（圖1），其中郎木寺組火山巖為一套陸相中基性火山巖。前人根據組內角閃安山巖全巖K-Ar 法和40Ar-39Ar 同位素方法得到的年齡為199～185 Ma（四川省地礦局川西北地質隊，1992；曾宜君等，2009），結合上覆財寶山組火山巖Rb-Sr 年齡值（112±27 Ma）和K-Ar 年齡（136±4 Ma）（四川省地礦局川西北地質隊，1992），以及下伏不整合接觸的甲秀組中產有侏羅世—白堊紀常見植物分子和晚三疊世至早侏羅世孢子化石組合，認為其時代為早侏羅世—早白堊世?？紤]Rb-Sr 體系的不均一性及Rb-Sr 和40Ar-39Ar 體系較低的封閉溫度，兩種方法得出的年齡通常晚于巖體的實際就位年齡。因此，郎木寺火山巖的形成時代和地質屬性尚未有很好的約束。而鋯石U-Pb 定年方法已經成為同位素年代學研究中最常見和最有效的方法，具有快速、高效以及精確的特點。據此，筆者對若爾蓋地區郎木寺組角閃安山巖開展了LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 定年。結合前人已經開展的地球化學研究以及區域地質資料，探討了該角閃安山巖形成的構造環境。

圖1 西秦嶺郎木寺鎮一帶區域地質圖Fig.1 Regional geological map of Langmusi town,west Qinling mountains

2 研究方法

2.1 樣品描述和采集

若爾蓋地區的郎木寺組火山巖，為一套灰黑色中性-中基性火山巖，以安山質火山角礫巖為主，包括爆發相和溢流相兩部分。爆發相巖類出現在火山活動早期，底界不整合于甲秀組含煤碎屑巖之上。溢流相巖類以黑云母安山巖為主，部分巖石出現氣孔構造和杏仁構造，柱狀節理發育。黑云母安山巖常與角閃安山巖相伴生，具斑狀結構，斑晶約占35%～50%，主要礦物為黑云母、角閃石，副礦物為磁鐵礦。輝石安山巖具有較明顯斑狀結構，斑晶約占30%～45%，主要為紫蘇輝石、斜長石、角閃石和黑云母，副礦物主要為磁鐵礦、鈦鐵礦等。角閃安山巖具斑狀結構，氣孔構造，斑晶主要為角閃石和黑云母，基質具有玻質交織結構，副礦物為磁鐵礦等。財寶山組為一套淺色中酸性火山巖建造，按巖性分為下部爆發相流紋質火山角礫巖和上部溢流相流紋巖或安山粗面巖。流紋巖具有斑狀結構，流紋構造，斑晶主要為石英、斜長石和黑云母。若爾蓋火山巖噴發活動總體上具有中基性-中性-中酸性-酸性演化的特征。

樣品KD-1 采自于甘肅省甘南藏族自治州碌曲縣和四川阿壩藏族羌族自治州若爾蓋縣共同下轄的郎木寺鎮附近，以開展LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 定年。樣品巖性為角閃安山巖，具斑狀結構，氣孔構造，斑晶主要為角閃石和黑云母，基質具有玻質交織結構，副礦物為磁鐵礦等。

2.2 測試方法

角閃安山巖樣品在河北廊坊區域地質調查研究所的實驗室粉碎后，使用常規的重液浮選和電磁分離方法挑選出鋯石。然后在雙目鏡下根據鋯石的自形成度和形態等特征初步分類，挑選出具有代表性的鋯石。將鋯石樣品分別用雙面膠粘在載玻片上，放上PVC 環，然后將環氧樹脂和固化劑進行充分混合后注入PVC 環中。待樹脂充分固化后將樣品座從載玻片上剝離，并對其樣打磨拋光，直到樣品露出一個光潔的平面。然后再進行鋯石顯微（反射光和透射光）照相。

激光剝蝕電感偶合等離子質譜（LA-ICP-MS）鋯石U-Pb 定年在西北大學大陸動力學國家重點實驗室完成。陰極發光（CL）照相采用英國Gatan 公司生產的Mono CL3+陰極發光裝置，鋯石定年所用的ICP-MS為Agilient 公司最新一代7500a。激光剝蝕系統為德國MicroLas 公司生產的Geolas 200M，該系統由德國Lambda Physic 公司的ComPex102ArF 準分子激光器（波長193nm）與MicroLas 公司的光學系統組成。激光頻率為8 Hz，能量密度為4 J/cm2，激光剝蝕斑束直徑為30 μm，激光剝蝕樣品的深度為20～40 μm。試驗中采用He 作為剝蝕物質的載氣，用美國國家標準研究院研制的人工合成硅酸鹽玻璃標準參考物質NIST SRM 610 進行儀器最佳化，采樣方式為單點剝蝕。數據采集選用一個質量峰一點的跳峰方式，每完成4～5 個待測樣品測定，插入測標樣一次。在所測鋯石樣品20 個點前后各測兩次NIST SRM 610。鋯石年齡采用標準鋯石91 500 為外部標樣，元素含量使用NIST SRM 610 作為外標。由于SiO2在鋯石中的含量較恒定，選擇29Si 作為內標來消除激光能量在點分析過程中以及分析點之間的漂移。數據處理采用GLITTER 4.0 軟件，并用ISOPLOT 3.0 軟件繪制U-Pb 諧和圖以及計算206Pb/238U 年齡加權平均值。詳細的實驗原理和流程及儀器參數可參見文獻（袁洪林等，2003；柳小明等，2007；李艷廣等，2023）。

3 鋯石微區U-Pb 定年

3.1 鋯石特征

內部結構顯示鋯石晶型較好（圖2），多數鋯石呈半自形到自形結構。根據長短軸的比例大致可以分為兩類：一類鋯石顆粒呈短柱狀-長柱狀，長軸為80～200 μm，短軸為50～100 μm，長寬比為1～3；另一類鋯石顆粒呈菱狀，長軸為100～180 μm，短軸為80～120 μm，長寬比為1～2。多數鋯石具有核-幔-邊結構，但邊部較窄。大部分鋯石的CL 圖像（圖2）較亮，鋯石表面蛻晶化較弱，大部分鋯石呈現典型的巖漿成因密集震蕩環帶（圖2）。

此外，樣品中鋯石Th 含量為105×10-6～348×10-6，平均 值為228×10-6，U 含量為191×10-6～506×10-6，平均值為369×10-6。Th/U 值為0.49～0.82（表1），平均值為0.62，表明樣品中鋯石屬于典型的巖漿鋯石（李長民等，2009；王梓桐等，2022；熊萬宇康等，2023）。鋯石的稀土元素組成顯示，ΣREE 含量較HREE 富集（表2），具有巖漿鋯石的稀土元素球粒隕石配分曲線（圖3），Ce 正異常和Eu 負異常明顯，表明這種火成巖中的鋯石沒有流體的參與，屬于典型的巖漿成因鋯石。

表1 郎木寺組角閃安山巖鋯石U-Pb 同位素分析結果統計表Tab.1 Zircon U-Pb isotope analysis of jiaoshan andesite in Langmusi formation

3.2 定年結果

最終的鋯石U-Pb 定年結果見表1。樣品KD-1共獲得30 個點的鋯石U-Pb 同位素數據，除去6 個年齡不諧和點，其余鋯石邊部24 個測點均集中落在諧和線上及其附近（圖3a）。

鋯石呈現略有差異的兩組年齡（圖4a、圖4b）：第1 組年齡有18 個測試點，206Pb/238U 年齡為225～218 Ma，加權平均年齡為（221.8±1.2）Ma（MSWD=0.35）（圖4c）；第2 組年齡有6 個測試點，206Pb/238U 年齡為212～208 Ma，加權平均年齡為（210.6±2.1）Ma（MSWD=0.23）（圖4d）。

圖4 郎木寺組角閃安山巖鋯石年齡諧和圖Fig.4 Zircon age map of jiaoshan andesite in Langmusi formation

4 討論

4.1 郎木寺組角閃安山巖形成時代

本次研究中，鋯石U-Pb 年代學研究表明，郎木寺組角閃安山巖同一個樣品中存在兩組加權平均年齡，分別為（221.8±1.2）Ma（MSWD=0.35）和（210.6±2.1）Ma（MSWD=0.23），類似的情況在秦嶺造山帶的其他研究中也有記錄。例如，Hu 等（2017）從柞水巖體的二長花崗巖中獲得兩組結晶年齡（216 Ma 和200 Ma）；張成立等（2009）從沙河灣寄主花崗巖獲取兩組結晶年齡（210 Ma 和197 Ma）、鎂鐵質暗色包體兩組年齡（197 Ma 和188 Ma）、閃長質圍巖兩組年齡（230 Ma和210 Ma）；Niu 等（2016）認為西秦嶺構造帶中的閭井巖體有兩期巖漿結晶年齡（212 Ma 和225 Ma）；Li 等（2019）對東江口巖體生長歷史的研究認為，該巖體至少經歷了兩次相差～10 Ma 巖漿事件。因此，秦嶺造山帶晚三疊世花崗巖和火山巖，同一樣品中存在2 組巖漿結晶年齡是普遍現象。

對于同一樣品存在兩組年齡這種現象主要有2種解釋：①存在捕獲鋯石。②同一巖漿系統侵位之前，已經存在該巖漿系統結晶出的鋯石。已有的研究表明，巖漿作用是一個相對快速的過程，時間尺度小于10 萬a（Petford et al.，2000）。因此，郎木寺組角閃安山巖的兩組結晶年齡更傾向于代表晚期巖漿捕獲早期巖漿結晶的鋯石。再者，前人通過礦物溫壓計獲得巖漿結晶溫度較低～700 ℃（冉亞洲，2018；Li et al.，2019）。巖漿結晶溫度低和快速結晶過程能夠很好地解釋在晚期巖漿中大量存在巖漿捕獲鋯石的可能（Miller et al.，2003）。

曾宜君等（2009）獲得郎木寺組火山巖年齡為（202±1）Ma，結合層型剖面和相鄰地區測年數據，將郎木寺組形成時代厘定為早侏羅世。丁德建（2014）獲得郎木寺組安山巖鋯石11 個測點的鋯石206Pb/238U 加權平均年齡為（214.5±2.8）Ma，認為該年齡代表郎木寺組安山巖的巖漿冷卻結晶年齡。因此，結合前人的研究筆者認為郎木寺組火山巖的形成時代為晚三疊世，而不是前人所認為的早侏羅世（四川省地礦局川西北地質隊,1992）。同時，其上覆的財寶山組火山巖的形成時代也可能早于前人所得出的早白堊世。郎木寺組角閃安山巖到財寶山組火山巖表現出從基性到中性再到酸性的連續演化特征。因此，推斷它們很有可能是同一巖漿演化階段不同時期的產物。而鋯石U-Pb 定年的結論與下伏不整合接觸的甲秀組中產有侏羅紀—白堊紀常見植物分子的事實并不矛盾。因此，可將郎木寺組火山巖和財寶山組火山巖劃分到同一組內，共同反映晚三疊世連續的巖漿噴發事件。文中郎木寺組內角閃安山巖是秦嶺造山帶在晚三疊世造山事件的巖漿響應。

4.2 區域構造意義

伴隨印支期全面碰撞造山，秦嶺造山帶內（尤其是南秦嶺以及寧陜斷裂以西部分）發育大量的巖漿作用，形成規模宏大的花崗巖體群。研究表明，這些巖體年齡大多為225～200 Ma，地球化學成分多具有相對富集LILE、LREE，貧化HFSE 和Nb、Ta 不同程度虧損的地球化學特征（張成立等，2008），部分花崗巖顯示了埃達克質（或高Sr、低Y）花崗巖和I-A 型過渡的環斑結構花崗巖的特征，所包含的大量暗色包體指示了殼、幔兩端元巖漿的混合作用（張成立等，2005，2008；梁文天，2009）。然而，秦嶺造山帶晚三疊世巖漿作用的構造背景一直存在俯沖（Jiang et al.，2010；Qin et al.，2013）、碰撞造山（孫衛東等，2000；張靜等，2002；王曉霞等，2003；周斌等，2008；Li et al.，2017）以及后碰撞擠壓向伸展轉換（盧欣祥等，1996；張成立等，2008；弓虎軍等，2009a，2009b；王曉霞等，2011；Dong et el.，2012）等眾多解釋。

前人關于晚三疊世巖漿作用構造環境的探討主要集中在巖石學和地球化學方面。例如，孫衛東等（2000）認為這些花崗巖體是勉略洋閉合時由陸殼俯沖造成；張成立等（2005）認為勉略縫合帶內的光頭山巖體群（219～214 Ma）是秦嶺造山帶主造山期后巖石圈拆沉，幔源巖漿上涌導致下地殼的部分熔融所形成。因此，認為這些花崗巖可能形成于后碰撞構造環境；Jiang 等（2010）認為這些巖體形成于同碰撞構造背景下；Qin 等（2013）認為這些花崗巖形成于后碰撞的構造背景；Li 等（2015）認為三疊紀花崗巖體是在三疊紀活動大陸構造背景下形成的，而非同碰撞或后碰撞環境。近來，有一些花崗巖構造方面的研究，結果一致認為這些巖體形成于板塊碰撞引起的擠壓構造環境。例如，梁文天等（2015）認為西秦嶺糜署嶺巖體形成于同碰撞構造背景下，巖漿上升侵位過程受到右行走滑斷裂的控制；陶威（2014）認為南秦嶺老城巖體和胭脂壩巖體的花崗巖漿活動受區域左旋擠壓變形的控制，可能與晚三疊世寧陜斷裂活動密切相關；Li 等（2017，2019）認為八里坪巖體和東江口巖體的侵位受區域構造控制，形成同碰撞斜向匯聚下的左旋擠壓運動學狀態，邊界斷裂和剪切帶控制了巖體侵位過程。

本次研究所揭示的郎木寺組角閃安山巖與秦嶺造山帶晚三疊世花崗巖屬于同一時代巖漿產物。前人的地球化學研究顯示，郎木寺組角閃安山巖以富集放射性元素Th，虧損Nb、Ta、Ti 等高場強元素為特征，在微量元素蛛網圖上同樣表現大離子親石元素Ba、Th、U、Pb 富集和高場強元素Nb、Ta、Sr、Ti 的強烈虧 損；Nb/La 值 為0.28～0.54，Hf/Ta 值 為7.07～8.52，La/Ta 值為 25.13～41.68（郭現輕等，2011）。郎木寺組角閃安山巖表現出島弧火山巖的地球化學特征（曾宜君等，2009），形成于島弧-活動大陸邊緣造山帶環境。研究表明，若爾蓋地區郎木寺組角閃安山巖成巖年齡為220～211 Ma，據此認為至少在這個階段，西秦嶺郎木寺地區仍處于同碰撞擠壓的構造環境，而非后碰撞更不是碰撞后環境。筆者的結論可以得到其他地質證據的支持：①近來越來越多的構造年代學研究均揭示了秦嶺造山帶于中晚三疊世期間記錄了大量的構造活動（李陽，2017），并主要集中在晚三疊世，說明此時仍在碰撞造山。②秦嶺造山帶內的變質記錄也支持碰撞造山作用主要發生在中晚三疊世，如安子山麻粒巖（李三忠等，2000；張宗清等，2002）以及黑溝峽變質火山巖（李曙光等，1996）。③印支期主逆沖推覆構造中卷入的最新地層為中三疊統，這說明碰撞造山不早于中三疊世（張國偉，2001），印支期碰撞之后，造山帶內普遍發育了早中侏羅系陸相斷陷沉積盆地，這些斷陷盆地明顯不整合覆蓋在強烈變形的主造山期地層之上（梁文天，2009；謝晉強，2014），因此它們限定了秦嶺造山帶發生大規模伸展垮塌的時間是早中侏羅世，而不是晚三疊世。④詳細的古地磁研究也表明，華南和華北的碰撞拼合是發生在晚三疊世（朱日祥等，1998）。所以，通過郎木寺組角閃安山巖形成的構造環境分析以及其他地質證據，筆者認為秦嶺造山帶晚三疊世巖漿作用形成于同碰撞擠壓的構造環境。

5 結論

（1）郎木寺組火山巖為一套灰黑色中性-中基性火山巖，包括爆發相巖類角閃安山巖和溢流相巖類黑云母安山巖，部分巖石出現氣孔構造和杏仁構造，柱狀節理發育。

（2）郎木寺組角閃安山巖鋯石U-Pb 定年結果獲得兩組年齡，分別為（221.8±1.2）Ma（MSWD=0.35），（210.6±2.1）Ma（MSWD=0.23）。前者可能代表捕獲鋯石年齡，而后者應為巖漿結晶年齡。認為郎木寺組火山巖的形成時代為晚三疊世。

（3）結合前人研究，認為郎木寺組火山巖形成于同碰撞擠壓的構造環境。

致謝：博士研究生陶威參與了野外工作，西北大學地質學系張成立教授和柳小明教授在鋯石數據分析與解釋方面給予的指導，審稿專家寶貴的意見耐心指正，使本人受益匪淺，在此一并深表謝意!